Departamento de Geologia, Universidade Federal do Rio Grande do Norte UFRN, Natal (RN), Brasil.

Transcrição

1 DOI: 0.590/ RTIGO Geocronologia e aspectos estruturais e petrológicos do Pluton Bravo, Domínio Central da Província Borborema, Nordeste do Brasil: um granito transalcalino precoce no estágio pós-colisional da Orogênese Brasiliana Geochronology and structural and petrological features of the Bravo Pluton, Central Domain of the Borborema Province, Northeast Brazil: an early trans-alkaline granite in the post-collisional stage of the Brasiliano Orogeny Geysson de lmeida Lages *, Marcelo de Souza Marinho, Marcos ntonio Leite do Nascimento 2, Vladimir Cruz de Medeiros, Elton Luiz Dantas 3 RESUMO: O Pluton Bravo (no Estado da Paraíba) constitui um stock elipsoidal formado por monzo/sienogranitos porfiríticos, enclaves dioritos e zonas híbridas. Está intrudido em gnaisses migmatíticos paleoproterozoicos do Domínio Central da Província Borborema. Os sienogranitos são metaluminosos a levemente peraluminosos, e exibem altas razões de K 2 O/Na 2 O >,5 e FeO t /(FeO t + MgO) > 0,86. Os dioritos possuem alto conteúdo de Zr (>.34 ppm), TiO 2 ~,6% e Nb > (49 ppm). s razões (La N /Yb N ) N estão entre 4 e 9,4, e (Eu/Eu*) N, entre 0,3 e 0,37. s rochas do Pluton Bravo são moderadamente fracionadas com picos em La, Zr e forte depressão em P, Ti e menor em Sr. Os dados plotam no campo discriminante de granitos pós-tectônicos/intraplaca. s estimativas de pressão (4,4 a 6,0 Kbar) baseadas no conteúdo de l t em anfibólio sugerem posicionamento do pluton na crosta superior a média. temperatura do liquidus de acordo com o conteúdo de Zr e SiO 2 oscilou entre 847 e 893 C, e a de cristalização, calculada pelo par anfibólio-plagioclásio, entre 58 e 785 C. Exibem idades-modelo T DM = 2,35 a 2,8 e ε Nd (580 = -8,32 a -7,03. idade U-Pb (L-MC-ICP-MS U-Th-Pb em Ma) zircão) indica cristalização ao redor de 58 ± 2 Ma. relação entre a idade de cristalização (~ 580 Ma), as características químicas de granito tipo-, idades-modelo Sm-Nd maiores que 2, Ga e a associação com regime tectônico transcorrente contrastam com outros granitos similares, porém ligeiramente mais novos (~ 570 Ma), que ocorrem nos Domínios Central, Rio Grande do Norte e no leste da Nigéria. BSTRCT: The Bravo Pluton (State of Paraíba) is an ellipsoidal stock formed by porphyritic monzo/syenogranites, dioritic enclaves and their hybrid products. The granitic body is intruded in paleoproterozoic gneiss-migmatitic rocks of the Central Domain of the Borborema Province. The monzo/syenogranites are metaluminous to slightly peraluminous and exhibit high K 2 O/Na 2 O >.5 and FeO t /(FeO t + MgO) > The diorites exhibit high contents of Zr (>,34 ppm), TiO 2 ~.6% and Nb > (49 ppm). (La/Yb) N is in between 4 and 9.4 and (Eu/Eu*) N between 0.3 to In the spiderdiagram, the data are moderately fractionated with peaks in La, Zr and strong negative anomalies in P, Ti and less in Sr. They plot in the field of post-tectonic/intraplate granites in the tectonic discriminant diagram, with some scattering. The estimated pressure (4.4 to 6.0 kbar) based on l t content in amphibole suggest a range from the middle to the upper crust for the emplacement of the Bravo Pluton. The liquidus temperature according to Zr and SiO 2 contents range from 847 to 893 C and for the crystallization, calculated by amphibole-plagioclase pairs range from C. They show T DM model ages ranging from 2.35 to 2.8 and ε Nd(580 = to crystallization age of 58 ± 2 Ma was obtained Ma) for the granite from L-MC-ICP-MS U-Th-Pb method in zircon. The relationship between the crystallization age (~ 580 Ma), -type geochemical characteristics of the granitoids, Nd model-ages greater than 2. Ga and association with the strike-slip regime contrasts with other similar granitoids, furthermore, slight younger in age (~ 570 Ma), which occur in Central, Rio Grande do Norte Domains and in eastern Nigeria. In this sense, the Serviço Geológico do Brasil, Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais CPRM, Superintendência Regional de Recife SUREG-RE, Recife (PE), Brasil. s: geysson.lages@cprm.gov.br; marcelo.marinho@cprm.gov.br; vladimir.medeiros@cprm.gov.br 2 Departamento de Geologia, Universidade Federal do Rio Grande do Norte UFRN, Natal (RN), Brasil. marcos@geologia.ufrn.br 3 Instituto de Geociências, Campus Universitário Darcy Ribeiro, Universidade de Brasília UnB, Brasília (DF), Brasil. elton@unb.br *utor correspondente. Manuscrito ID: Recebido em: 9/09/205. provado em: 22/02/ Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

2 Idade e Petrologia do Pluton Bravo, Nordeste do Brasil Isso sugere que a transição do regime compressional para direcional/componente extensional precedeu no caso deste corpo evidenciando o caráter episódico e diacrônico da Orogênese Brasiliana. Conclui-se que o Pluton Bravo constitui um bom exemplo de magmatismo pós-colisional transalcalino no Domínio Central, que, com outros exemplos no Domínio Rio Grande do Norte e no leste da Nigéria, sugere um afinamento convectivo da litosfera subcontinental entre 580 e 570 Ma durante a consolidação do Supercontinente Gondwana. PLVRS-CHVE: Granitos ferrosos; Geocronologia; Mistura de magmas; finamento convectivo; Litosfera subcontinental. transition of the compressional to the directional regime (with an extensional component) has occurred just before in the case of this body showing an episodic and diachronic character of the Brazilian orogeny. We conclude that Bravo Pluton constitutes a good example of trans-alkaline post-collisional magmatism within Central Domain which together with other examples from Rio Grande do Norte Domain and in eastern Nigeria suggest a convective thinning of subcontinental lithosphere between Ma during amalgamation of Gondwana Supercontinent. KEYWORDS: Ferroan granitoids; Geochronology; Magma mixing; Convective thinning; Subcontinental lithosphere. INTRODUÇÃO O período pós-colisional de um ciclo orogenético compreende o intervalo de tempo entre o principal evento de colisão continental e o desenvolvimento de um ambiente intraplaca (Liegeois 998). Tal período é marcado pelo aumento nos gradientes geotermais, pelo desenvolvimento de extensa tectônica transcorrente a distensional e pela produção de uma grande variedade de episódios magmáticos (Liegeois 998; Bonin 2004; Nardi e Bitencourt 2009). O magmatismo associado a esse período apresenta uma maior complexidade entre as suítes ígneas, as quais incluem a interação entre magmas coexistentes, sugerindo fontes distintas entre a crosta e o manto litosférico e uma composição potássica a ultrapotássica como termo mais comum (Conticelli e Peccerillo 992). Contudo, granitoides peraluminosos ricos em minerais de l-fe-mg e suítes metaluminosas de características bimodais a granitoides alcalino-peralcalinos com componentes juvenis podem ocorrer com menor frequência (Bonin 2004). No Domínio Central da Província Borborema, Nordeste do Brasil, o cenário pós-colisional da Orogênese Brasiliana (tardi-neoproterozoica) foi marcado pelo desenvolvimento de uma complexa rede de zonas de cisalhamento direcionais, associadas a um extenso magmatismo ediacarano (Vauchez et al. 995; Jardim de Sá 994). Na região, esse magmatismo pode ser dividido entre um estágio transicional e um estágio póscolisional propriamente dito. O primeiro estágio é representado principalmente por extensos granitoides (monzogranitos a monzonitos) de suítes cálcio-alcalinas de alto K a shoshoníticas associados a K-dioritos com características de granitos tipo-i e intrusivos entre 595 e 576 Ma (Guimarães et al. 2004; Van Schmus et al. 20). Tal transição marca a passagem de um regime de deformação compressional para dominantemente transcorrente (Van Schmus et al. 20; Guimarães et al. 2004). Nesse caso, as intrusões possuem variado conteúdo de SiO 2, alto conteúdo de K 2 O (> 4%), #Fe [FeO t /FeO t + MgO] (0,49 0,62), ausência de anomalia negativa de Eu, pequena depleção de Sr e idades-modelo T DM variando de 2, a,7 Ga (Van Schmus et al. 20; Guimarães et al. 2004). O estágio pós-colisional está mais bem representado nos granitos com ca. 570 Ma, que possuem características geoquímicas marcantes, como alto #Fe (0,77 0,95), fortes anomalias negativas de Eu, Sr e P, tendem a plotar no campo de granitos intraplaca e apresentam idades-modelo entre 2,5 e 2,0 Ga (Van Schmus et al. 20; Guimarães et al. 2004). Zircões herdados são comuns nos granitos desse estágio (Guimarães et al. 998). É possível observar que esses corpos plutônicos refletem a mistura de diferentes fontes, sendo que nos granitoides transicionais da Província Borborema há uma maior interação de fontes mais jovens do que a dos granitos pós-colisionais. Este artigo objetivou tratar dos aspectos estruturais, geoquímicos, geocronológicos e isotópicos do Pluton Bravo, buscando a sua contextualização no quadro tectônico da Província Borborema. MTERIIS E MÉTODOS s amostras de rocha coletadas para litoquímica foram analisadas pelo cme nalytical Laboratories Ltd. abertura das rochas foi via fusão de metaborato de lítio e água-régia e as análises multielementares foram efetuadas por ICP-MS e ICP-ES (elementos traços e de terras-raras) e fluorescência de raios-x (elementos maiores) conforme grupo de elementos definidos pelo laboratório. Os dados de química mineral foram obtidos para uma amostra do sienogranito (fácies grossa a porfirítica), da porção interna do pluton, utilizando-se a microssonda eletrônica JEOL, modelo JX-8900RL, do Laboratório de Microanálises da Universidade Federal de Minas Gerais (UFMG). s calibrações utilizadas foram 5 kv de voltagem de aceleração e 20 n de corrente. O tempo de contagem em cada cristal disponível (TP, PETJ, LIF) foi de 0,0 s e os padrões utilizados para os elementos analisados (F, Cl, Fe, Na, K, Mg, Ca, l, Ti, Si, Mn) foram, respectivamente: fluorita, Cl-apatita, magnetita, jadeita, microclima, MgO, wollastonita, l 2 O 3, rutilo, quartzo e rodonita. s análises isotópicas de Sm-Nd foram realizadas no Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília (UnB) e seguiram o método descrito por Gióia e Pimentel (2000). 42 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

3 Geysson de lmeida Lages et al. Os dados isotópicos U-Pb em zircão analisados por L-MC-ICP-MS foram realizados no Laboratório de Geocronologia da UnB. Para esta análise, utilizou-se uma amostra do sienogranito (fácies grossa a porfirítica) coletada na entrada do Lajedo do Pai Mateus. Os concentrados de minerais pesados foram separados por meio de separação gravimétrica utilizando bateias; feito isso, os concentrados de zircões foram separados por intermédio de separador magnético (Frantz isodynamic separator). Os grãos de zircão foram separados por catação manual, utilizando-se lupa binocular. Seguiram-se os métodos e procedimentos analíticos descritos por Bühn et al. (2009) e Matteini et al. (2009). Imagens por retroespalhamento foram efetuadas utilizando um microscópio eletrônico de varredura com EDS acoplado, modelo FEI Quanta 450, utilizando os parâmetros WD ~ 0 mm e a voltagem de aceleração de 20 kv pertencentes à Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM)/UnB. GEOLOGI REGIONL E SÍNTESES SOBRE GRNITOGÊNESE Província Borborema constitui uma unidade geotectônica consolidada no Ediacarano durante a Orogenia Brasiliana/Pan-africana. É composta por exposições de embasamento paleoproterozoico, com fragmentos restritos de crosta arqueana, separados entre si por sequências supracrustais de idade meso e neoproterozoica e corpos plutônicos de idade e quimismo diverso (lmeida et al. 977; Santos e Medeiros 999). Em função da heterogeneidade dos blocos crustais que compõem a província, Santos (995, 996, 2000) propôs um modelo evolutivo acrescionário para a região, pautado na amalgamação de diversos terrenos tectonoestratigráficos no decorrer de dois grandes ciclos orogenéticos, o Evento Cariris Velhos (, 0,95 Ga) e o Evento Brasiliano/Pan-africano (0,6 0,5 Ga). Nesse âmbito, o autor propôs uma divisão da província em 9 terrenos, agrupados em 5 domínios ou superterrenos: Externo, Central ou Zona Transversal, Rio Grande do Norte, Cearense e Médio Coreaú. Um modelo alternativo considera que a província consolidou-se durante a orogênese Riaciana-Orosiriana (2,2 2,0 Ga) e manteve-se relativamente coesa até o Neoproterozoico (Mariano et al. 999; Neves e Mariano 200; Neves 2003). Eventos tafrogênicos posteriores foram responsáveis apenas pelo desenvolvimento de riftes e/ou bacias oceânicas restritas, o que implicaria que toda deformação meso e/ou neoproterozoica ocorreu em ambiente intracontinental. O Domínio Central ou Zona Transversal é limitado a norte pelo Domínio Rio Grande Norte e a sul pelo Domínio Externo. Compreende um mosaico de segmentos crustais orientados segundo a direção NE-SW que apresentam características geológicas e assinaturas isotópicas distintas entre si. Esses segmentos correspondem aos terrenos lto Moxotó, lto Pajeú, Piancó-lto Brígida e Rio Capibaribe (Santos 996, 2000; Santos e Medeiros 999). O terreno lto Moxotó na parte leste da Província Borborema (Fig. ) é representado majoritariamente por unidades paleoproterozoicas e é limitado a norte pelo terreno lto Pajeú e a sul pelo terreno Rio Capibaribe. É composto predominantemente por ortognaisses, além de sequências supracrustais geralmente migmatizadas. Na área de estudo, os termos ortoderivados correspondem a gnaisses de composição intermediária a ácida e rochas metamáficas associados ao Complexo Cabaceiras (idade de 2055 Ma Lages e Marinho 202; Neves et al. 205) e augen gnaisses de composição sienogranítica a monzogranítica, representados pelo Ortognaisses São Joãozinho (idade de 209 Ma Lages e Marinho 202; Neves et al. 205) (Fig. 2). s idades-modelo T DM para essas rochas variam entre 3,3 e 2,5 Ga, indicando a presença de crosta arqueana retrabalhada (Lages et al. 200; Lages 202; Lages e Marinho 202; Neves et al. 205). Esses dados contrastam com as idades-modelo T DM obtidas para o terreno lto Pajeú, que mostram valores característicos entre,0 e 2,0 Ga (Rodrigues e Brito-Neves 2008). Ocorrem ainda na área granitoides de idade caliminiana e características intraplaca associados à Suíte Carnoió (Lages et al. 203; Brasilino et al. 2009) e leucognaisses, metapiroxenitos e rochas metamáficas atribuídas ao Complexo Sumé. s sequências supracrustais são representadas na área por granada paragnaisses do Complexo Sertânia e, em menor extensão, paragnaisses e rochas calcissilicáticas associadas ao Complexo Sumé. O plutonismo granítico neoproterozoico no Domínio Central da Província Borborema apresenta grande diversidade, seja do ponto de vista da assinatura geoquímica, seja de sua inserção no ciclo orogenético ediacarano. Em função dessa diversidade, várias classificações de cunho petrográfico, geoquímico e geocronológico foram propostas para a região (lmeida et al. 967; Sial 984; Ferreira et al. 998; Santos e Medeiros 999; Brito-Neves et al. 2000; Ferreira et al. 2004; Guimarães et al. 2004). Embora não exista uma classificação consensual, os dados geocronológicos existentes levaram Ferreira et al. (2004) a definir três eventos principais de magmatismo nesse domínio. O primeiro evento ocorreu entre 650 e 60 Ma e está associado a plutons de assinatura cálcio-alcalina, cálcio-alcalina de alto K e shoshonítica. Os dois primeiros destacam-se pela presença de epidoto magmático. Esses corpos normalmente exibem foliação de baixo ângulo e são anteriores ou contemporâneos aos eventos de migmatização e ao pico metamórfico do Domínio Central 43 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

4 Idade e Petrologia do Pluton Bravo, Nordeste do Brasil (Guimarães et al. 2004; Neves et al. 2006). O segundo evento se deu entre 590 e 570 Ma e está representado por um volumoso magmatismo que inclui as rochas cálcio-alcalinas de alto-k associadas a K-dioritos, sienitoides potássicos peralcalinos a ultrapotássicos, em grande parte pertencentes ao syenitoid line (Ferreira et al. 2004), e sienitoides metaluminosos de alto-k. Esse magmatismo registra a transição entre a tectônica tangencial e a transcorrente/transpressiva que se desenvolveu na província (Guimarães et al. 2004). O último evento se estendeu do final do Neoproterozoico III ao início do Cambriano (545 a 52 Ma) e está relacionado à colocação de plutons cálcio-alcalinos com assinaturas de granitos do tipo- e diques peralcalinos, ambos representantes do estágio pós-orogênico. O trabalho de Guimarães DE - Domínio Externo DC - Domínio Cearense DRN - Domínio Rio Grande do Norte DZT - Domínio Zona Transversal Coberturas fanerozoicas Limite interterrenos Limite interdomínios Área de estudo W lto Pajeú lto Moxotó Domínios/Terrenos 7 4 S 7 30 S W Cambriano lto Pajeú lto Moxotó Orosiriano Zona de cisalhamento transcorrente dextral Zona de cisalhamento transcorrente sinistral Zona de cisalhamento transpressional Sinforme Pluton Bravo Toniano Caliminiano 7 30 S Falha transcorrente 36 0 W dextral Falha transcorrente sinistral Domínios/Terresnos Complexo São Caetano Ortognaisse Colote Suíte Carnoió Metanortosito Boqueirão Complexo Cabaceiras Complexo Sertânia ntiforme ntiforme invertido Sinforme invertido Cidade Ortognaisse São Joãozinho Destaque para as principais unidades litológicas (ex. rochas supracrustais tonianas, paleoproterozoicas, complexos ortoderivados paleoproterozoicos) e as principais zonas de cisalhamento. Linha tracejada vermelha equivale a limite aproximado de Domínio/Terrenos. Grandes Domínios de acordo com Santos (996). Mapa simplificado de Lages e Marinho (200). Figura. Contexto geotectônico do Pluton Bravo na porção central da Província Borborema. 44 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

5 Geysson de lmeida Lages et al. et al. (2004) indica um quarto evento de magmatismo, em parte coincidente aos estágios finais do segundo evento (ca. 570 Ma). Esse evento seria responsável pela formação de magmas com assinatura ferrosa, de afinidade anidra e reduzida e com assinaturas semelhantes a granitoides tipo-. Esse fato contrasta com os magmas cálcio-alcalinos e shoshoníticos presentes nos eventos pretéritos. colocação desses magmas ocorreu em sítios extensionais desenvolvidos durante a fase transcorrente no estágio pós-colisional (lmeida et al. 2002; Guimarães et al. 2004). O magmatismo no terreno lto Moxotó é considerado restrito, em comparação aos demais terrenos do Domínio Central (Brito Neves et al. 2000; Ferreira et al. 2004). Os corpos foram alojados em importantes zonas de cisalhamento ou próximos aos limites do terreno, o que refletiu em sua orientação geral NE-SW ou E-W. Os principais representantes correspondem a plutons cálcio-alcalinos de alto-k, cujas idades variam entre 68 Ma (Pluton roeira Neves et al. 200) até 550 Ma (Pluton Marinho Brasilino et al. 202). Estão presentes também nesse domínio os granitoides ferrosos pós-colisionais de idade ca. 570 Ma (Plutons Queimadas e Serra Branca lmeida et al. 2002; Guimarães et al. 2004) e os granitoides tipo- pós-tectônicos com idades entre 52 e 545 Ma (Plutons Prata, Pereiro e Velho Zuza Guimarães et al. 2004; Guimarães et al. 2005). O Pluton Bravo, objeto deste estudo, aflora no centro-leste do Estado da Paraíba, na localidade de Bravo, município de Cabaceiras. O corpo ocorre no contexto do terreno lto Moxotó (Fig. ), próximo ao limite do terreno lto Pajeú, e foi alojado em ortognaisses graníticos de alto grau metamórfico do Complexo Cabaceiras. O quimismo da rocha encaixante remete a granitos, granodioritos e tonalitos (subordinados), cálcio-alcalinos de médio K com características de arco vulcânico (Lages et al. 2009; Neves et al. 205). SPECTOS ESTRUTURIS E PETROGRÁFICOS DE CMPO O Pluton Bravo constitui um stock com área de aproximadamente 40 km2 com forma elipsoidal orientada Formação campos Novos: argilitos betoníticos (Ecpe); arenitos firáveis, silificados e conglomerados (Ecar). Basalto Macau: basaltos, basanitos. Diques ácidos de composição (micro)granítica e apófises. 0 2 Convenções geológicas Contato Diques ZC. e falha transcorrente sinistral ZC. e falha transcorrente dextral Zona milonítica B Fotolineamentos Foliação metamórfica Foliações milonitica/vertical Lineações de estritamento horizontal/calmento camadamento e fluxo magmático Brecha plutônica mostragem isotópica Interesse turístico 4 km N Pluton Bravo: anfibólio-biotita monzogranitos a sienogranitos de granulação grossa a portirítica, associados a dioritos (em) Complexo Sumé: metassedimentos, leuco-ortognaisse, rocha calcissilicática, piroxenito, metagabro com granada, leuco-metagabro e granilito félsico. Suíte Carnoió: ortognaisses de coposição alcali-deldspato granítica a monzogranítica. Ortognaisse São Joãozinho: biotita-anfibólio augen ortognaisses sienogranítico Complexo sertânia: granada paragnaisses migmatzados. Complexo Cabaceiras: biotita ortognaisses granodiorítico a monzogranítico migmatizado, (granada) metabasitos e granada anfibolitos. Figura 2. () Mapa geológico do Pluton Bravo com localização de estruturas magmáticas, deformacionais e do local de amostras coletadas para análises isotópicas. Modificado de Lages et al. (204). (B) Enclave microgranular máfico estirado perpendicularmente à direção de tensão principal. É possível observar foliação milonítica do tipo S-C de cinemática dextral (detalhe) e assimilação de megacristais de K-feldspato pela massa diorítica. 45 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

6 Idade e Petrologia do Pluton Bravo, Nordeste do Brasil segundo a direção E-W. O corpo foi posicionado em um diedro agudo formado pela junção de duas zonas de cisalhamento direcionais conjugadas (Fig. 2), as quais possuem orientações NE-SW (Zona de Cisalhamento Cabaceiras) e E-W (Zona de Cisalhamento São José dos Cordeiros) e cinemáticas sinistral e dextral, respectivamente. O arranjo cinemático desses cisalhamentos indica que o pluton foi posicionado em uma zona de dilatação associada ao regime tectônico transcorrente. Essas estruturas foram responsáveis pelo desenvolvimento de foliações miloníticas (Fig. 2B) nas bordas do corpo que, por vezes, afetaram uma foliação magmática de borda anterior. O stock é composto por três fácies distintas. fácies predominante é leucocrática, definida por biotita monzogranitos a sienogranitos de coloração cinza e textura inequigranular grossa a porfirítica. presenta megacristais de feldspato com tamanho médio de,5 cm. Essas rochas são compostas essencialmente por feldspato potássico (7 32%), plagioclásio (7 32%), quartzo (22 30%), biotita (7 5%), anfibólio (-5%), titanita (3%), apatita, allanita, minerais opacos e zircão como acessórios. O plagioclásio possui zonação normal e está comumente saussuritizado. O K-feldspato microclínio é o mais abundante e quase sempre exibe textura pertítica. O quartzo ocorre como agregados policristalinos e mostra contatos irregulares. segunda fácies corresponde a anfibólio-biotita-quarzto-dioritos e monzodioritos. Possui textura equigranular e granulação fina a média. Os litotipos são compostos essencialmente por hornblenda (30 40%), biotita (20 25%), plagioclásio (20 30%), quartzo (8 0%) e K-feldspato (5 7%). Os minerais acessórios são os mesmos observados para fácies monzogranítica. Sua maior concentração ocorre próxima às bordas do pluton e chega a ter expressão cartográfica na sua porção NNW (Fig. 2). Sua ocorrência se dá na forma de pequenos corpos ou mais comumente associada a zonas de hibridização magmática. Essas zonas híbridas incluem enclaves máficos e diques imersos na fácies monzogranítica. Os enclaves possuem formas elipsoidais e em alguns locais formam enxames (Fig. 3). Os diques são mais raros e comumente mostram contatos irregulares e difusos com a fácies monzogranítica, o que sugere uma intrusão na encaixante parcialmente cristalizada. Esse caráter sin-magmático é reforçado pela presença de xenocristais de feldspato assimilados, os quais também são observados nos enclaves magmáticos (Fig. 3). terceira fácies foi observada na porção SSW do corpo e mais comumente sob a forma de diques aplíticos e pequenos corpos ou bolsões na parte W do corpo. Essa fácies aplítica possui textura inequigranular fina a média e é representada por biotita monzogranitos cuja assembleia félsica é composta por plagioclásio, quartzo e K-feldspato. Biotita é o mineral máfico principal, e os minerais opacos e zircão são os acessórios. Na borda sul do pluton é possível observar brechas magmáticas definidas por uma matriz fina de composição predominantemente granodiorítica a diorítica e fragmentos compostos por autólitos de granitoides e dioritos, além de xenólitos de gnaisses encaixantes, principalmente do Complexo Cabaceiras (Fig. 4). Trata-se de um processo de fraturamento e assimilação de fragmentos da rocha encaixante nas bordas do magma em ascensão. Em alguns locais a brecha apresenta caráter cataclástico a milonítico, indicando processos deformacionais superimpostos (Fig. 4B). Em geral, a trama observada no pluton é isotrópica no centro do corpo, enquanto nas bordas observam-se tramas protomiloníticas associadas às zonas de cisalhamento transcorrentes (Figs. 2 e 5). O acervo das estruturas compreende foliações do tipo S/C dextrais e sinistrais, por vezes afetando enclaves, xenólitos e diques. Na porção SSW do corpo observam-se foliações C/C de caráter dextral. Microestruturas comuns são: formação de extinção ondulante no quartzo, texturas manto-núcleo nos feldspatos (Fig. 5B) e recristalização nos cristais de quartzo. Em todo o pluton é comum a ocorrência de enclaves magmáticos e cristais de feldspatos (raros augens) orientados segundo a deformação, que denota o fluxo magmático concomitante ao cisalhamento. Os enclaves ocorrem alongados entre E-W e ESE-WNW, o que mostra paralelismo com a direção de estiramento (σ 3 ) prevista para as zonas de cisalhamento transcorrentes (Fig. 2B). Figura 3. Corredor de enclaves máficos em granitoides do Pluton Bravo, sendo possível observar a assimilação de megacristais de K-feldspato da fácies félsica pelos enclaves dioríticos. 46 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

7 Geysson de lmeida Lages et al. RESULTDOS fácies monzogranítica a sienogranítica porfirítica é composta por rochas félsicas (72,7 68,4% de SiO2), caracterizadas como metaluminosas a levemente peraluminosas, com 0,95 (/CNK) (Fig. 6). fácies mais evoluída é a aplítica, com SiO2 = 73,5%. fácies diorítica corresponde a rochas intermediárias (~ 55% de SiO2) e metaluminosas. Todas as fácies exibem rochas com alto conteúdo de álcalis e enriquecimento em K, com razão K2O/Na2O > e possuem elevado valor de Fe# (FeOt/FeOt + MgO), entre 0,86 e 0,94. Os dioritos destacam-se pelo conteúdo mais elevado em Fe. De acordo com os critérios de Middlemost (997), as rochas estudadas enquadram-se como transalcalinas, exceto a fácies aplítica. s fácies sieno/monzogranítica, aplitíca e Litoquímica Foram analisadas amostras do Pluton Bravo, das quais 8 compreendem a fácies monzogranítica porfirítica, 2, a fácies diorítica, e, a fácies aplítica. Embora o número de amostras seja reduzido para os dioritos e o aplito, estes serão apresentados com a finalidade de compará-los aos monzogranitos porfiríticos. Os resultados obtidos para os elementos maiores, traços e terras raras estão apresentados na Tabela e foram parcialmente apresentados em Lages et al. (20) e Lages et al. (204). B Figura 4. spectos das brechas magmáticas próximas ao contato das rochas graníticas do Pluton Bravo e o ortognaisse encaixante. () Brecha magmática com matriz diorítica portando xenólitos do Complexo Cabaceiras. (B) Brecha magmática exibe fragmentos (autólitos e xenólitos) orientandos e com textura protocataclástica. 500 µm B 500 µm Figura 5. Fotomicrografia do granito porfirítico mostrando: () matriz milonítica quartzo-feldspática desenvolvida entre dois megacristais de feldspatos. (B) Microclínio hipidiomórfico zonado com textura Mortar na borda direita. 47 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

8 Idade e Petrologia do Pluton Bravo, Nordeste do Brasil Tabela. Composição química de elementos maiores (% em peso) e traços (ppm) para amostras do Pluton Bravo. mostra Fácies Monzo/Sienogranítica porfiríticos Fácies aplítica Fácies diorítica GL-96 GL-99 GL-202B GL-472 GL-477 GL-482 GL-483 GL-484 GL-474 GL-202 GL-473 SiO 2 7,2 68,42 70,6 69,52 70,02 69,42 70,64 72,77 73,53 55, 55,94 TiO 2 0,37 0,7 0,48 0,5 0,47 0,55 0,43 0,23 0,23,68,64 l 2 O 3 3,89 4,09 3,48 3,75 3,9 4, 3,56 3,33 3,42 4,74 4,36 Fe 2 O 3t 3,36 4,68 4,23 4,0 3,74 4,4 3,86 2,58 2,38 2,6 2,26 MnO 0,05 0,07 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,03 0,03 0,7 0,6 MgO 0,39 0,67 0,48 0,49 0,46 0,5 0,43 0,6 0,38,72,7 CaO,5 2,7,67,85,69,79,6,6,68 4,64 4,5 Na 2 O 3,29 3,23 2,9 3,09 3,06 3, 3,0 3,02 3,37 3,48 3,32 K 2 O 5,28 5,4 5,4 5,32 5,49 5,4 5,8 5,72 4,05 4,06 4,23 P 2 O 5 0,2 0,27 0,5 0,9 0,5 0,8 0,5 0,06 0,09 0,82 0,79 PF 0,3 0,2 0,3 0,9 0,6 0,4 0,8 0,7 0,7 0,4 0,5 Soma 99,76 99,65 99,75 99,67 99,65 99,67 99,69 99,77 99,85 99,42 99,4 /CNK*,00 0,95 0,98 0,97 0,99 0,99,0,00,03 0,79 0,78 K 2 O/Na 2 O,6,59,86,72,79,74,72,89,2,6,27 #Fe** 0,89 0,87 0,89 0,89 0,89 0,89 0,89 0,94 0,86 0,87 0,87 Ni 2,2 3,6 0 2,8 2,6 2,8 2,2,2 2,9,4 3,4 Co 3,5 6,3 5,5 4,7 4,6 5, 4,5,9 3,2 20 8,9 V < Cu 2,9 2,5 5 8, 7,8 6, ,7 33,4 28,8 Pb 3,4 4,4 4,7 3 3,6 2,3 4,6 3,8,6 4,5 2, Zn Rb 95,9 90,3 68,3 83,5 78,2 84,2 203,9 90,2 49,2 29,6 29,2 Cs 2,5,2,6,3,4,5 0,9 0,6 0,7 0,6 Ba Sr 33,5 202,5 57,5 8, 72,9 90, 66, 02, 68,6 378,4 384,4 Ga 23, 24, 20,2 2, ,3 23,5 23,4 27,3 26,6 Ta,4,8,4,6,3,8 2, 0,7 0,4 2,4 2, Nb 24,8 3,9 26,9 27,8 25,7 28,9 28,9 7,6 8, ,2 Hf 0,7 4,7,9 3, 3,2 3,9 3 9,2 5, 28,7 25,7 Zr 428,5 593,6 452,9 463,7 504, , 322,3 64,6 248,3 34, Y 43,7 57,3 56,2 58,9 56,3 64,6 63,8 43, 8,9 9, 86,4 Th 44, ,8 40, 45,2 49 5,4 54, 2,4 7,5 8,9 U 5,6 3,8 2,8 3,3 3,2 3, 4,4 5,4 2,6 2,3 2, La 04,6 2,6 25, ,5 39,3 35,3 0,4 3, 45,9 38,3 Ce 20,8 238,8 24,7 259,5 27, 278,3 266,7 220,8 64,6 304,3 286,4 Continua Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

9 Geysson de lmeida Lages et al. Tabela. Continuação. mostra Fácies Monzo/Sienogranítica porfiríticos Fácies aplítica Fácies diorítica GL-96 GL-99 GL-202B GL-472 GL-477 GL-482 GL-483 GL-484 GL-474 GL-202 GL-473 Pr 23,4 26,39 27,82 28,26 29,56 30,58 29,25 24,4 7,46 35,95 33,66 Nd 84,6 95,6 02,7 0,5 09, 2 08,4 86,6 28,7 4,6 34 Sm 3,97 5,6 6,67 5,63 6,4 7,7 7,2 3,5 5,2 23,23 22,3 Eu,28,76,62,5,55,74,6,6 0,99 4,57 4,8 Gd,34 3,2 2,64 2,72 3,43 4,6 4,49 0,67 4,36 20,03 9,4 Tb,68 2,0 2,05,92,95 2,2 2,2,56 0,7 3,05 2,87 Dy 9,06 0,87,3 0,34 0,8 2,6 2,4 8,68 3,45 8,04 5,85 Ho,7 2,5 2,2 2,05 2,0 2,3 2,26,6 0,66 3,4 3,09 Er 4,57 5,87 5,77 5,7 5,34 6,47 6,49 4,3,73 9,58 8,6 Tm 0,72 0,94 0,86 0,9 0,83 0,99 0,96 0,68 0,25,46,3 Yb 4,35 5,8 4,93 5,2 4,69 5,73 5,77 4,04,4 9, 7,92 Lu 0,62 0,87 0,69 0,74 0,67 0,8 0,8 0,58 0,2,35,7 ΣETR 472,43 54,48 556,68 578,98 602,94 624,9 603,59 488,99 50,8 72,57 678,8 */CNK (l 2 O 3 /(CaO + Na 2 O + K 2 O)(%); **#Fe (FeO/(FeO + MgO)(%). diorítica estão inseridas na série ferrosa de Frost et al. (200) e exibem assinaturas álcali-cálcica, cálcioalcalina e alcalina, respectivamente, considerando os campos propostos por Frost et al. (200) (Figs. 6B e 6C). Embora o número de amostras seja reduzido, observa-se que as fácies monzogranítica e diorítica apresentam comportamentos diferentes nos diagramas químicos, o que indica a participação de magmas com origens distintas na formação do pluton. o analisar os elementos traços, a fácies monzogranítica exibe teores baixos a médios de Sr (02 a 202 ppm) e de Rb (49 a 203 ppm) e moderados a altos de Ba (649 a.204 ppm), quando comparada a granitos tipo- (e.g. Whalen et al. 987; Eby 990). s razões (Y/Nb) variam entre,7 e 2,4. Os dioritos exibem altos teores de Ba (.900 a 2.03 ppm), Nb (49 a 55 ppm), Y (86 a 9 ppm), TiO 2 (~,68%), muito altos de Zr (.34 a.268 ppm) e razão (Y/Nb) ~,7. O espectro multielementar normalizado por Thompson (982) (Fig. 7) mostra, nos monzogranitos, o fracionamento dado pela razão dos elementos LILE/ HFSE, com anomalias positivas em Th e La, altos valores normalizados de Nb e Ta, fortes anomalias negativas em P, Ti e anomalias menos pronunciada em Sr. Os dioritos distinguem-se pela presença de anomalias positivas mais pronunciadas em Zr e Hf e por um pico menos pronunciado de elementos móveis Th, K e Rb. Essas características são comuns a granitos tipo- (Whalen et al. 987; Eby 990). fácies monzogranítica possui um conteúdo total de elementos terras-raras (ΣETR) inferior a fácies diorítica, com valores entre 624 e 472 ppm e 724 e 678 ppm, respectivamente, e ΣETR ~ 5 ppm para a fácies aplítica. O diagrama de ETR, normalizado pelo condrito (Boynton 984) (Fig. 7B), indica razões (La/Yb) N entre 9 e 4, evidenciando um segmento plano com altos teores de ETR pesados, bem como uma forte anomalia negativa de Eu para os monzogranitos e o aplito, com (Eu/Eu*) N entre 0,37 e 0,3. Os dioritos são enriquecidos em ETR pesados, com razões (La/Yb) N < 0, e anomalias negativas de Eu menos pronunciadas (Eu N /Eu* N ~ 0,63). Os padrões normalizados para os elementos terras-raras também são sugestivos de rochas compatíveis com granitos tipo- (Whalen et al. 987; Eby 990). O trend paralelo ao lado (Na 2 O + K 2 O)-FeOt do diagrama FM (Irvine e Baragar 97) para as amostras dos sieno/monzogranitos e enclaves dioríticos estudados evidencia um comportamento comum a granitos do tipo- (Fig. 8) e reflete cristalização sob baixa fo 2 (Sial 989; lmeida et al. 2002). No diagrama discriminante de ambientes tectônicos de Pearce et al. (996), as amostras plotam no campo de granitos pós-tectônicos/intraplaca (Fig. 8B). No diagrama de Eby (992) para granitos tipo-, as amostras do granitoide plotam no campo 2, que é consistente com derivação a partir de fontes crustais (Fig. 8C). 49 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

10 CNa2O + K2O - CaO Idade e Petrologia do Pluton Bravo, Nordeste do Brasil B 3,0 /NK 2,6 2,2,8 metaluminoso peraluminoso FeO*/(FeO* + MgO) 0,9 0,8 0,7 0,6 Granitos tipo- Ferroan Fe* Granitos cordilheirianos Magnesian,4 0,5 peralcalino 0, SiO 2 80,6 0,5 0,7 0,9,,3 SI,5,7,9, lcalino lcali-cálcico Calcioalcalino Cálcico SiO 2 Figura 6. Diagramas de classificação para amostras do Pluton Bravo (fácies monzogranitica = círculo, diorítica = triângulo e aplítica = losango). () Diagrama /CNK x /NK de Maniar e Picoli (989). (B) Diagrama de classificação entre granitos ferrosos e magnesianos (Frost et al. 200). (C) Diagrama do índice MLI versus sílica (Frost et al. 200) para as amostras estudadas, mostrando o controle dos minerais ígneos como feldspatos e quartzo fracionados e extraídos da fusão. Condrito - Thompson (982) Fácies monzogranítica Fácies diotítica Fácies aplítica ETR condrito - Boynton (984) B , Ba Rb Th K Nb Ta La Ce Sr Nd P Sm Zr Hf Ti Tb Y TmYb 0, La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Hb Er Tm Yb Lu Figura 7. () Diagrama multielementar normalizado, segundo Thompson (982). (B) Espectro de ETR normalizado, segundo Boynton (984). 50 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

11 Geysson de lmeida Lages et al. Química Mineral e Geotermobarometria Foram realizadas análises em plagioclásio e 8 em anfibólio na fácies sienogranítica porfirítica (Tab. 2). Essas análises foram realizadas nos contatos entre os minerais em equilíbrio, permitindo aplicar geotermobarômetros específicos para os pares correspondentes. Os anfibólios possuem fórmula estrutural calculada com base em 23 oxigênios, enquanto o conteúdo de Fe 3+ foi estimado com base em Schumacher (997) utilizando-se uma estimativa máxima de 3 cátions excluindo (Ca, Na e K) que se mostrou precisa para anfibólios cálcicos (Gualda e Vlach 2005). Segundo a classificação de Leake et al. (997), baseada no conteúdo de Si e pela razão Mg/(Fe +2 + Mg) para uma relação Ca >,50; (Na + K) > 0,50; Ti < 0,50, os anfibólios correspondem a ferro edenitas (C-3, C-4 e C3-2), ferro pargasitas (C2- e C2-2) e hastingsitas (C3-, C4-3 e C4-4) (Fig. 9). Os plagioclásios, com fórmula calculada para 32 oxigênios, apresentam composição oligoclásica com teores de anortita entre 4 e 8% (Fig. 9B). s estimativas de pressão de cristalização do Pluton Bravo foram realizadas com base no conteúdo de l t de hornblendas, utilizando as recalibrações discutidas na formulação FeO T B 000 Sin Intra 00 Pós Tol Rb 0 C rc Co Y = Nb Na 2 O + K 2 O MgO C Nb 2 Y Zr/4 Tol: série toleítica; C: série cálcio-alcalina; : magmatismo tipo-; Sin: sin-colisional; rc: arco vulcânico; Intra: intraplaca; Pós: pós-colisional; Co: cadeia oceânica. : Granitos tipo- derivados de fontes mantélicas; 2: Granitos tipo- derivados de fontes crustais ou underplating. Os símbolos são os mesmos da Figura 6. Figura 8. () Diagrama FM (Irvine e Baragar 97) para as amostras do Pluton Bravo. (B) Diagrama discriminante de ambiente tectônico de Pearce et al. (996) mostrando que as amostras do Pluton Bravo plotam no campo de granitos pós-colisionais/intraplaca. (C) Diagrama Nb-Y-Zr/4 para as amostras estudadas (Eby 992). 5 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

12 Idade e Petrologia do Pluton Bravo, Nordeste do Brasil empírica de Hammarstrom e Zen (986) e nas formulações experimentais de Schmidt (992) e Johnson e Rutherford (989). O geotermobarômetro integrado de nderson e Smith (995), que incorpora a temperatura e considera a fugacidade de oxigênio como outras variáveis, não pode ser aplicado para essas rochas porque os anfibólios extrapolam os valores recomendados (calibrados para rochas cristalizadas em ambiente de alta a média fo 2 ) de Fe t /(Fe t + Mg) > 0,8 (recomendado: 0,40 0,65) e plagioclásio com teor de n < 2 (recomendado: 25 35). Os resultados indicaram pressões estimadas entre 7,4 e 5,4 (± 3) Kbar para primeira, 7,7 e 5,8 (± 0,6) Kbar para a segunda e 6,0 e 4,4 (± 0,5) Kbar para a última calibração (média = 5, Kbar). dotou-se a última calibração por esta ser experimental com regressão linear r² = 0,99, possuir o menor erro associado (± 0,5) Kbar (Johnson e Rutherford 989) e ter sido integrada no geotermobarômetro de nderson e Smith (995). Considerando uma densidade da crosta entre 2,65 e 2,8 g/cm 3 (Best 2008), essas pressões indicariam uma colocação entre 3 e 2 km de profundidade. Tabela 2. Dados de química mineral de amostra de sienogranito obtidos por microssonda eletrônica (WDS). Mineral Plagioclásio Hornblenda nálise C- C-2 C-5 C-6 C-7 C2-3 C2-4 C3-3 C3-4 C4- C4-2 C-3 C-4 C2- C2-2 C3- C3-2 C4-3 C4-4 SiO 2 64,48 64,04 65,55 65,25 65,23 65,4 64,9 63,9 65,29 63,53 65,4 4,89 39,52 40,03 4,33 40,88 4,09 39,64 39,46 l 2 O 3 2,8 22,46 22,5 2,86 22,6 22,44 22,3 22,09 22,57 2,7 22,43 9,94 9,77,6 0,8 0,45 9,98 2,08,36 TiO , ,03 0,04 0 0,04 0,0,34,2 0,6 0,6,82 2,27 0,43 0,58 MgO 0,0 0 0,0 0,02 0, , ,03 3,27 3,2 3, 2,95 3,35 3,67 2,8 2,79 FeO 0, 0,06 0,07 0, 0 0,08 0,08 0,08 0,08 0,5 0,4 26,7 25,33 26,83 26,28 27,3 25,99 28,4 29,5 Na 2 O 8,69 8,3 8,3 8,72 8,63 8,2 8,08 8,9 8,56 7,98 8,29,06 0,9,6 0,79 0,94,29,25,09 K 2 O 0, 0,7 0,25 0,3 0,08 0,2 0,8 0,4 0,3 0,24 0,5,5,47,79,73,85,66,9,72 CaO 2,74 3,43 3,23 2,84 2,95 3,34 3,6 3,45 3,4 2,92 3,36,3 3,44,3,36 0,38 0,97,22,8 MnO 0 0 0, ,03 0 0,0 0,03 0,66 0,6 0,6 0,5 0,69 0,56 0,64 0,6 F 0 0 0,03 0,05 0,06 0,03 0,05 0,07 0,5 0,08 0,02 0,25 0,44 0,7 0,34 0 0,49 0,69 0,52 Cl 0, ,02 0 0,0 0 0,02 0,0 0 0,4 0,09 0, 0,08 0,6 0,7 0, 0,2 Total 97,97 98, ,96 99, 99,6 99,2 97,99 00,5 96,62 99,58 97,95 95,75 97,9 96,62 97,78 97,89 98,57 98,32 Si,52,40,48,55,52,49,46,44,44,5,46 6,6 6,55 6,37 6,6 6,40 6,50 6,25 6,23 l 4,60 4,72 4,65 4,56 4,6 4,65 4,64 4,66 4,66 4,64 4,65,85,9 2,7 2,03,93,86 2,24 2, Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,0 0,00 0,0 0,00 0,6 0,5 0,07 0,07 0,2 0,27 0,05 0,07 Fe 2+ 0,02 0,0 0,0 0,02 0,00 0,0 0,0 0,0 0,0 0,02 0,02 3,36 3,5 3,20 3,40 2,88 3,27 3, 3,02 Fe 3+ 0,6 0,00 0,37 0,2 0,69 0,6 0,60 0,83 Mn 0,00 0,00 0,0 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,09 0,09 0,08 0,07 0,09 0,07 0,09 0,08 Mg 0,00 0,00 0,00 0,0 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,0 0,77 0,79 0,74 0,70 0,78 0,86 0,66 0,66 Ca 0,52 0,65 0,6 0,54 0,56 0,63 0,68 0,66 0,64 0,57 0,63,9 2,39,93,95,74,86,90,89 K 0,02 0,04 0,06 0,03 0,02 0,03 0,04 0,03 0,03 0,05 0,03 0,32 0,29 0,36 0,24 0,29 0,40 0,38 0,33 Na 3,0 2,87 2,82 2,99 2,95 2,79 2,77 2,84 2,9 2,80 2,83 0,30 0,34 0,36 0,35 0,37 0,33 0,38 0,35 b 0,85 0,8 0,8 0,84 0,84 0,8 0,79 0,80 0,8 0,82 0,8 Or 0,0 0,0 0,02 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,02 0,0 nortita 0,5 0,8 0,7 0,5 0,6 0,8 0,20 0,9 0,8 0,7 0,8 l IV,39,54,63,39,60,50,75,77 l VI 0,46 0,34 0,54 0,64 0,33 0,35 0,49 0,34 P (kbars) Johnson e Rutherford 89 4,4 4,5 5,7 5, 4,7 4,4 6,0 5,5 52 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

13 Geysson de lmeida Lages et al. temperatura que expressa as condições da formação do magma foi estimada com base nos conteúdos de Zr e SiO 2 em rochas graníticas de acordo com proposição de Watson e Harrison (983), já a temperatura de solidificação ou cristalização do granitoide a partir desse magma é sugerida pelo geotermômetro hornblenda-plagioclásio de Blundy e Holland (990) e Holland e Blundy (994). No primeiro caso, a correlação negativa entre o elemento Zr e o conteúdo de SiO 2 em rochas graníticas reflete a saturação precoce do Zr no magma e, conforme demonstrado por Watson e Harrison (983), permite estimar a temperatura do liquidus evidenciando as condições de formação do magma. Segundo essa abordagem, foram obtidas temperaturas liquidus por meio da fórmula T C = [2.900/7,8- ln(zr)], obtendo-se de 893 a 847 C para os monzogranitos e de 905 a 896 C para os dioritos. O parâmetro M = [K + Na + 2Ca]/[Si*l] foi de,62 a,48 para os monzo/sienogranitos. Para utilização do geotermômetro hornblenda-plagioclásio de Blundy e Holland (990) e Holland e Blundy (994), foram utilizados dados de Química Mineral do sienogranito. aplicação desse geotermômetro tem como base a variação do teor de l na estrutura de hornblenda e plagioclásio em função da temperatura. Os cálculos de temperatura foram realizados levando em consideração as pressões calculadas a partir da hornblenda pelo geobarômetro de Johnson e Rutherford (989) e calibrados para uma reação com quartzo livre: edenita + 4 quartzo = tremolita + albita (Blundy e Holland 990; Holland e Blundy 994). plicando as equações dos respectivos trabalhos para cada par mineral [hornblenda/plagioclásio], obtiveram-se os valores de 785 a 72 C (± 75)[pares C-4/ C-7; C2-2/C2-3] e 694 a 58 C (± 75) [pares C4-2/C4-2; C2-2/C2-3]. Para a pressão média calculada, as temperaturas médias estimadas são, respectivamente, de 720 e 668 C. Geocronologia U-Pb e Geoquímica Isotópica Foram coletadas, para este fim, uma amostra do sienogranito (GL-472 UTM ; ), na porção centro-sul do Pluton, e uma amostra de quartzo-diorito (GL-202 UTM ; ), na extremidade noroeste do corpo. O sienogranito exibe idade-modelo T DM = 2,35 Ga e ε Nd (580 Ma) = -8,32, e o quartzo-diorito forneceu idade-modelo T DM = 2,8 Ga e parâmetro ε Nd (580 Ma) = -7,03. Os dados encontram-se na Tabela 3.,0 B Or 0,8 edenita pargasita ( VI l Fe 3+ ) Mg/(Mg. Fe 2 ) 0,6 0,4 Magnesiohastingsita ( VI l < Fe 3+ ) ferro-pargasita ( VI l Fe 3+ ) Sa 0,2 ferro-edenita hastingsita ( VI l < Fe 3+ ) 0,0 7,5 7,0 6,5 6,0 5,5 Si b b Ol nd La By n n Sa: sanidina; b: albita; Ol: oligoclásio; nd: andesina; La: labradorita; By: bytownita; n: anortita. Figura 9. () Composições dos anfibólios para amostra da fácies sienogranítica porfíritica baseada no conteúdo de Si e pela razão Mg/(Fe +2 + Mg) para uma relação Ca >,50; (Na + K) > 0,50 e Ti < 0,50 (Leake et al. 997). (B) Composição dos feldspatos da amostra GL-472 sienogranito do Pluton Bravo. Tabela 3. Dados analíticos isotópicos Sm/Nd para amostra de quartzo-diorito e sienogranito do Pluton Bravo. Litologia Sm (ppm) Nd (ppm) 47 Sm/ 44 Nd 43 Nd/ 44 Nd T DM ε Nd (0) ε Nd (580) (± 2SE) (Ga) GL-202-Quartzo-diorito 27,39 66,753 0,0993 0,5396 ± -24,22-7,03 2,8 GL-472-Sienogranito 7,045 98,493 0,046 0,5350 ± 7-25,2-8,32 2,35 53 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

14 Idade e Petrologia do Pluton Bravo, Nordeste do Brasil Vinte e nove análises foram efetuadas em zircões da amostra do sienogranito (GL-472) (Tab. 4). Os grãos de zircão possuem hábito prismático e são euédricos a subédricos, mostrando formas com pronunciadas zonações oscilatórias (Fig. 0). Separou-se uma segunda fração de zircões de cor amarela portando muitas inclusões. Uma idade-concórdia de 58 ± 2 Ma (n = 4; MSWD = 0,5) foi obtida para o sienogranito, interpretada como a Tabela 4. Resultados L-ICPMS U-Th-Pb para zircões do Pluton Bravo, parte central da Província Borborema. Razões Idades aparentes mostra Th/U 206Pb 207Pb 207Pb 206Pb ρ 207Pb 207Pb 206Pb + σ + σ + σ (Ma) (Ma) Spots 204Pb 206Pb 235U 238U 206Pb 235U 238U GL-472 (Ma) Conc. (%) Z 0, ,05959,7 0,7399,30 0, ,57 0, ,04 94 Z20 0, , ,48 0,7599 0,75 0, ,59 0, ,26 07 Z9 0, , ,45 0,7635 0,70 0,0932 0,54 0, ,94 98 Z29 0, , ,88 0,7702,5 0,0948 0,74 0, ,5 04 Z9 0, , ,63 0,7745,04 0, ,82 0, ,58 99 Z5 0, ,0597 0,80 0,7755,03 0, ,65 0, ,60 98 Z26 0, , ,92 0,7766,7 0, ,72 0, ,99 98 Z23 0, ,0628 0,94 0,7728,24 0,0946 0,8 0, ,37 87 Z8, 266 0,05662,7 0,693 2,56 0,08877,78 0, ,02 5 Z2 0, ,06399,00 0,789,23 0, ,72 0, ,79 74 Z25, , ,88 0,7698,6 0, ,75 0, ,94 79 Z22, , ,3 0,7986 4,8 0,09063,20 0, ,45 76 Z27, , ,6 0,8043 3,04 0,0905 2,4 0, ,52 76 Z5, ,063 0,78 0,8203,20 0, ,92 0, ,08 82 Z8 0, ,06460,92 0,8209 2,03 0,0927 0,68 0, ,68 75 Z24 0, , ,0 0,873 7,63 0, ,75 0, ,22 46 Z 0, ,07355,03 0,8830,48 0,08707,07 0, ,5 52 Z4 0, ,0720,29 0,93,40 0,0967 0,56 0, ,0 57 Z3 0, , ,63 0,967 2,99 0,0883,42 0, ,43 46 Z28 0, ,07648,06 0,9886 2,04 0,09376,74 0, ,64 52 Z3,4 5 0, ,76,054,0 0,0906 0,79 0, ,25 46 Z4 0, ,08907,83,375 2,26 0,09262,33 0, ,27 4 Z6, , ,39,464 2,68 0,09624,2 0, ,87 44 Z0 0, , ,62,683 2,83 0,08758,07 0, ,56 35 Z6, ,0955 4,66,2325 4,84 0,09764,33 0, ,63 4 Z2, 534 0,076 2,30,305 2,93 0,0934,82 0, ,04 35 Herança Z7 0, ,2496 7,98 2,6867 9,03 0, ,22 0, ,63 9 Z2 0, ,2593 0,58 5,225 0,82 0, ,58 0, ,66 83 Z7 0, ,3969 0,6 8,4887 0,88 0, ,63 0, , Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206

15 Geysson de lmeida Lages et al. idade de cristalização do Pluton Bravo (Fig. 0B). Essa idade é similar, considerando o erro, à idade média ponderada Pb 207 /Pb 206 de 585 ± 6 Ma (n = 5; MSWD =,5). Três zircões da fração amarela apresentaram muita variação no sinal analítico, devido às inclusões, e foram considerados como herança de idade paleoproterozoica, cujo único zircão obtido com concordância aceitável sem perda de chumbo perfaz uma idade em torno de 2,2 Ga (Tab. 4). DISCUSSÕES O Pluton Bravo foi formado durante o Ciclo Orogenético Brasiliano, dada a sua idade de cristalização próxima de 58 Ma. O acervo de estruturas magmáticas e deformacionais indica que a colocação do corpo ocorreu em regime transtrativo, associado a zonas de cisalhamento conjugadas. s características geoquímicas dos litotipos estudados remetem à similaridade dessas rochas com granitos tipo-, conforme discriminado em Whalen et al. (987) (Fig. ). s hornblendas analisadas expressam baixas razões Fe 3+ / (Fe 3+ + Fe 2+ ) << 0,20 e possuem alto #Fe (> 0,8), contrastando com anfibólios de granitos cálcio-alcalinos normais e outros granitos cristalizados em ambiente com alta e média fo 2, cujos experimentos idealizam valores entre Fe 3+ /(Fe 3+ + Fe 2+ ) > 0,20 e #Fe (0,40 0,65). (Schmidt 992; nderson e Smith 995). s razões acima apresentadas pelas análises do Pluton Bravo sugerem a ocupação do sítio estrutural M2 das hornblendas por VI l em detrimento de Mg e Fe 3+, o que é compatível com cristalização em ambiente com baixa fo 2 (nderson e Smith 995). Tais substituições, passíveis de ocorrer em granitos anorogênicos e outros cristalizados em ambiente de baixa fo 2, formam anfibólios ferrosos anomalamente enriquecidos em l. O l excedente, por sua vez, tende a superestimar os valores de pressão para os geobarômetros clássicos. Portanto, as pressões estimadas entre 4,4 e 6 kbar sugerem as pressões máximas possíveis para o alojamento do corpo, sendo preferencial adotar o limite inferior obtido, que, com as feições de stopping magmático, remete à interface da crosta superior com a crosta média. O fracionamento de K-feldspatos é outra importante característica atribuída à gênese de granitos tipo-. No caso desse corpo, a correlação positiva entre as razões Rb/Sr e Rb/ Ba é sugestiva de fracionamento de K-feldspatos (Fig. 2), enquanto o aumento da razão Ga/l associado à diminuição da razão (Eu/Eu*) N sugere fracionamento de plagioclásio a partir da estabilidade de Ga em magmas ricos em flúor (Fig. 2B). s anomalias negativas de Sr e Eu nos spidergrams também são um indicativo de que o fracionamento de plagioclásio foi um processo importante durante a cristalização do corpo. O fornecimento de F -2 dado pela fusão por desidratação de biotita é outra característica evocada para a evolução de magma granítico tipo- (Frost e Frost 20). Nesse caso, o baixo conteúdo de água estrutural (PF < 0,8), aliado às altas temperaturas estimadas para o liquidus (> 847ºC) do magma, é compatível com tal mecanismo. Desde a concepção dos granitos tipo-, definida por Loiselle e Wones (979), e posterior expansão para um amplo grupo de granitoides com características similares e origens diversas, sintetizados em Collins et al. (982) e Whalen et al. (987), há uma constante controvérsia em B 0,0965 GL-472 data-point error ellipses are 68,3% conf 590 0, U/ 206 Pb 0, , ± 4 Ma 0, Idade concórdia 58,5 ± 2,0 Ma MSWD = 0,5 Probabilidade (concordância) = 0,048 6/8/202 3:4:22 PM 5,00 HV kv 6 HFM det µm vcd2,3 WD mm 400 µm UnB 0,095 0,74 0,75 0,76 0,77 0,78 0,79 0,80 Figura 0. () Imagem por retroespalhamento de elétrons obtidas a partir de MEV para população de zircões euédricos com pronunciada zonação oscilatória. (B) Diagrama Concórdia com idade aparente obtida de 58 ± 2 Ma (n = 4; MSWD = 0,5) para uma amostra sienogranítica do Pluton Bravo. 55 Brazilian Journal of Geology, 46(): 4-6, March 206